DYNAMIQUE DE LA MESO-ECHELLE DANS
L’ATLANTIQUE TROPICAL : CARACTERISATION ET CYCLE SAISONNIER
International Chair in Mathematical Physics and Applications.
(ICMPA-UNESCO Chair)
Master of Science in Physical Oceanography and Applications.
Présenté par :
Habib Micaël A. AGUEDJOU
Faculté des Sciences et Techniques (FAST) Université d’Abomey-Calavi (UAC)
Cotonou, République du Bénin
© CIPMA Publishing 2017
Université d’Abomey-Calavi (UAC), BENIN
Faculté des Sciences et Techniques (FAST)
Chaire Internationale en Physique Mathématique et Applications (CIPMA-Chaire UNESCO )
M.Sc No ... M.Sc/CIPMA/FAST/UAC/2017.
DYNAMIQUE DE LA MESO-ECHELLE DANS L’ATLANTIQUE TROPICAL : CARACTERISATION ET CYCLE SAISONNIER Mémoire de Master of Science En Océanographie Physique et Applications
Présenté par :
Habib Micaël A. AGUEDJOU
Superviseurs :
Isabelle DADOU (Université Toulouse III-Paul Sabatier/LEGOS) Alexis CHAIGNEAU ( IRD/LEGOS)
Gaël ALORY (Université Toulouse III-Paul Sabatier/LEGOS) Yves MOREL (Directeur de Recherche, CNRS/INSU/LEGOS)
Jury :
Président : ...
Examinateur : ...
Rapporteur : ...
Cotonou, Rép. du Bénin, septembre 2017
Dédicaces i
Dédicaces
A mon père Roger AGUEDJOU.
Tu as tant désiré voir nous tes enfants réussir Hommage et reconnaissance à toi
Remerciements ii
Remerciements
Je me veux quelque peu de ces mots de remerciement que je me vois écrire à la hâte pour sacrifier à la tradition d’une grande marque de gratitude. Telle ma liste de remerciement est longue que je me résume de ne citer que quelques noms, au risque d’en oublier la grande majorité. Mes qu’ils se tiennent tous tranquilles. Je les porte tous dans mon cœur.
En premier lieu, j’adresse mes remerciements à Dieu pour son amour, sa force et l’intelli- gence dont il m’a nourrit tout au long de cette formation.
Je salue ici l’entière disponibilité de mes encadrants pour le bon déroulement de ce stage. Je voudrais nommer Isabelle DADOU, Alexis CHAIGNEAU, Gaël ALORY et Yves MOREL. Merci à chacun de vous pour vos apports personnels à mon édification scienti- fique, et surtout pour m’avoir fait visiter l’Observatoire Midi-Pyrénées, principalement le LEGOS où j’ai le plaisir de travailler à vos côté. J’adresse mes remerciements à tout le personnel de ce laboratoire spécialement à son directeur Alexandre GANACHAUD, à la gestionnaire Brigitte pour ses sages conseils de maman et à ses collègues, Martine, Nadine et Agathe ainsi qu’à tous les chercheurs avec qui j’ai pu mener de discussions scientifiques et constructives. Un coucou spécial à Cori pour son entière disponibilité et ses réponses spontanée à mes requêtes. Je salue également au passage, tous les étudiants stagiaires avec qui j’ai eu le plaisir de partager le même bureau.
Toutes mes reconnaissances à l’administration de la CIPMA, spécialement au Pré- sident titulaire de la chaire, Professeur Norbert HOUNKONNOU et au secrétaire scienti- fique, le Professeur Ezinvi BALOÏTCHA.
A vous tous, chers enseignants, venus de tous les continents pour nous apporter la bonne nouvelle sur l’océan, Merci pour tant de sacrifices de votre part. Qu’il me soit permis pour honneur de vous citer dans le présent document : Gaël ALORY, Rémy CHU- CHLA, Nick HALL, Pieter VAN BEEK, Moacyr ARAUJO, Marie-Hélène RADENAC, Ezinvi BALOÏTCHA, Alex Costa da Silva, Bughsin Djath, Ursula Schauer,
Alexéi Kouraev, Frédéric BONOU et Casimir DA-ALLADA.
Je ne finirai jamais mes remerciements sans penser à mes collègues venus d’horizon et de culture diverses et ensemble avec qui nous avons vécu la pluie et le beau temps tout au long de cette formation. Je voudrais nommer Alain LELIWA Tchézoutéma, Eric SABAGA, Karol ABOUGA, Désiré BONGA, Olivia KOM, Hilaire AMEMOU,NJUTAPVOUI FO- KOUOP Nourdi, Odilon HOUNDEGNONTO et Gilles DOUVI.
Je remercie spécialement, mon frère et ami de longue date Mesmin AWO pour son appui et surtout pour m’avoir servi de véritable guide lors de mon séjour en France. J’ai égale-
Remerciements iii
ment une pensée à l’endroit de Michel, Grégoire et Joseph.
Je n’oublie pas les étudiants de Physique-mathématique et statistique. Merci à vous tous pour ses moments de rencontre et de partage.
A toute ma famille qui s’est mobilisée lors de la naissance de ma fille pendant que j’étais à l’étranger. Merci à vous tous !
Pour finir je remercie ma tendre épouse pour son implication et son investissement personnel dans la réussite de ma formation.
Résumé iv
Résumé
Dans cette étude, un algorithme automatique de détection et de suivi des tourbillons a été appliqué sur une série de 23 années de données altimétriques journalières d’ano- malies du niveau de la mer (SLA) afin de caractériser les tourbillons de méso-échelle dans l’océan Atlantique tropical (30°N-30°S). À partir de l’analyse de plus de 32000 tra- jectoires de tourbillons retenues, nous avons pu montrer que ces tourbillons se forment majoritairement à l’Est du bassin dans les systèmes d’upwelling debord est de Canarie et du Benguela/Angola ainsi que sur le bord Ouest le long du courant de Brésil (BC).
Leurs trajectoires sont quasi-zonales de direction principale Est-Ouest et leurs vitesses de propagation varient de 20 à 30 cm.s−1 à ±5° de latitude, à moins de 5 cm s-1 aux plus hautes latitudes. Aux abords de l’équateur les tourbillons peuvent également se propa- ger vers l’Est dans le contre-courant Nord Equatorial avec des vitesses inférieures à 10 cms−1. Les tourbillons détectés sont généralement peu énergétiques avec des amplitudes inférieures à 2 cm, des rayons inférieurs à 60 km et des énergies cinétiques inférieures à 50cm2.s−2. Les tourbillons les plus énergétiques sont observés dans la région équatoriale notamment au niveau de la rétroflexion du Courant Nord Brésilien. Similairement, 50%
des tourbillons ont une durée de vie inférieure à 90 jours et ceux de la région équatoriale ont tendance à perdurer moins longtemps qu’aux plus hautes latitudes.
L’estimation du rapport entre le gradient de vorticité potentielle des tourbillons dé- tectés (βvortex) et le gradient méridien local de la vorticité planétaire (β) nous a permis de distinguer les vortex cohérents des ondes. Cet index suggère qu’environ 6% des structures détectées ont un caractère ondulatoire plutôt que tourbillonnaire et que 80% d’entre elles se trouvent dans l’hémisphère sud.
Nous avons pu mettre en évidence que la génération des tourbillons montre un cycle saisonnier relativement marqué entre 14°N-24°N ainsi qu’au niveau de la bifurcation du Courant Sud Equatorial au niveau de la côte brésilienne. Les amplitudes, rayons et énergies cinétiques des tourbillons présentent quant à eux un cycle saisonnier important au nord du Brésil au niveau de la rétroflexion du Courant Nord-Brésilien. Les variations des courants de grande échelle de surface ne permettent pas d’expliquer les cycles saisonniers observés, et des études plus approfondies sont donc nécessaires pour comprendre les mécanismes physiques mis en jeu.
Mots clés :océan Atlantique tropical, tourbillons, méso-échelle, altimétrie,
anomalies de surface de la mer, variabilité saisonnière.
Abstract v
Abstract
In this study, an automatic vortex detection and tracking algorithm were applied to 23 years of daily satellite altimetry sea level anomaly (SLA) data to characterize mesoscale eddies in the tropical Atlantic ocean (30°N-30°S). From the analysis of more than 32000 selected eddies trajectories, we have shown that these eddies or vortices are generated mainly in the eastern part of this basin, especially in the Eastern Boundary Upwelling Systems (Canary and Benguela / Angola) as well as on the western part of this basin, along the Brazil current (BC). Their trajectories are quasi-zonal and they propagate westward with velocities between 20 and 30 cm.s-1 in the equatorial band (5°N-5°S), and less than 5 cm.s-1 at higher latitudes in the studied area. At the equator, some of these eddies can also propagate eastward in the Equatorial North counter-current with speeds less than 10 cm.s-1. The eddies detected are generally not very energetic with amplitudes less than 2 cm, radii less than 60 km and eddy kinetic energies less than 50 cm2.s-2. The most energetic eddies are observed in the equatorial region, in particular in the retroflection of the North Brazil Current (NBC).. Similarly, 50% of vortices have a time life of less than 90 days and those in the equatorial region tend to have a shorter time life than the vortices at higher latitudes. Estimation of the ratio between the potential vorticity gradient of the detected vortices (βvortex) and the local meridional gradient of the planetary vorticity ()β allowed us to distinguish coherent vortices from waves. In the tropical Atlantic ocean, this index suggests that about 6% of the structures detected are wave-like structures rather than eddies with 80% in the southern hemisphere.
We have also found that the generation of eddies shows a relatively marked seasonal cycle between 14°N-24°N and at the bifurcation of the South Equatorial Current (SEC) along the Brazilian coast. The amplitudes, radii and kinetic energies of eddies present amarked seasonal cycle in northern Brazil at the level of the retroflection of the North- Brazilian Current. Variations in large-scale surface currents do not explain the seasonal cycles observed in these areas, and more detailed studies are therefore needed to unders- tand the physical mechanisms involved.
Keywords : Tropical Atlantic ocean, eddies, mesoscale, altimetry, sea level anomalies, seasonal variability
Table des figures vi
Table des figures
1.1 a )Représentation Schématique de la circulation océanique et principaux courants dans l’océan Atlantique Tropical, (Schott et al. (2004) [22]) et b )Représentation schématique des courants zonaux dans l’océan Atlantique tropical montrant des cisaillements entre les courants en fonction de la latitude et de la profondeur (Bourlès 2008[7]). . . . 2 2.1 a) principe de mesure altimétrique et b) différents satellites altimétriques
lancés depuis 1992http: // www. aviso. altimetry. fr/ fr/ techniques/
altimetrie/ principe/ principe-de-base. html. . . . 6 2.2 Exemple de détection des tourbillons sur une carte donnée de SLA dans
l’océan Atlantique. a] Les centres des tourbillons cycloniques et anticyclo- niques sont indiqués en vert et noir respectivement. b] Zoom (boite en noir sur la figure a) sur un tourbillon particulier où le bord du tourbillon détecté (contour fermé de SLA) est indiqué par le contour rouge. Le rayon appa- rent du tourbillon est représenté par le (rayon (en jaune) du cercle noir) du tourbillon détecté, expliqué dans la suite du texte. . . . 9 2.3 Illustration des différentes solutions de l’équation (2.8). Les traits pleins
représentent le contour du tourbillon à la date t et les pointillés représentent les différents contours possibles à la date t+dt. (d’après Pegliasco et al., 2015) [19]. . . . 10 2.4 Les différents types de trajectoires. (Cori PEGLIASCO, 2015, pp 51[6]). . 11 3.1 (a) Répartition géographique des tourbillons détectés sur la période d’étude
(1993-2016) et (b) leur polarité. Les flèches noires représentent les vitesses géostrophiques moyennes et les lignes magenta, la limite du plateau conti- nental. . . . 16 3.2 Histogrammes de distribution des amplitudes, rayons et EKE des tourbillons. 17 3.3 Distribution spatiale des amplitudes moyennes et EKE moyennes. : (a) en
fonction de la longitude et de la latitude. Les flèches noires représentent les vitesses géostrophiques moyennes et les lignes magenta, la limite du plateau continental. (b) en fonction de la latitude pour les cyclones et anticyclones et le rayon de déformation de Rossby. . . . 18
Table des figures vii
3.4 Distribution spatiale des a) amplitudes et b ) EKE moyennes des tour- billons. Les flèches noires représentent les vitesses géostrophiques moyennes et les lignes magenta, la limite du plateau continental. . . . 19 3.5 Energie cinétique au nord du Brésil (en haut) et le long des côtes de la
Guinée Bissau (en bas). Les flèches noires représentent les courants géo- strophiques pour l’altimétrie (gauche) et pour les courants de surface des bouées dérivantes (droite). . . . 19 3.6 (a) Génération, (b) dissipation et (c) rapport entre génération et dissipation
des tourbillons par an et pour une résolution spatiale 2° x 2° avec pour les valeurs supérieures à 1 (inférieures à 1) les zones pour lesquelles la génération (dissipation) domine. . . . 21 3.7 Durée moyenne de vie des tourbillons (en jour) pour toute la période d’étude
(1992-2016) : (a) histogramme du pourcentage de tourbillon en fonction de leur durée de vie sur toute la zone d’étude, (b) la durée de vie des tourbillons en fonction de la latitude sur toute la zone d’étude, (c) la distribution spa- tiale de la durée de vie des tourbillons. . . . 23 3.8 Distribution les tourbillons pendant la période d’étude en fonction de leur
vitesse zonale de propagation et de la latitude. Les tourbillons sont représen- tés par des cercles de diamètres proportionnels à leurs échelles spatiales. la couleur du cercle (voir palette de couleur) indique la durée de vie de chaque tourbillon. Les courbes noires et vertes indiquent respectivement les vitesses zonales moyennes des courants géostrophiques et des courants totaux obte- nus des bouées dérivantes de surface. . . . 24 3.9 Distinction entre onde et tourbillon des structures détectées en utilisant le
critère βvortexβ . a) moyenne de βvortexβ sur une grille de 2°x2° des structures étudiées et b) les centres des structures pour lesquels βvortexβ < 1. . . . 25 3.10 Amplitudes de la variation saisonnière a) du nombre de tourbillons générés
b) des amplitudes (cm), c) de l’énergie cinétique moyenne (cm2.s−2) et d) des rayons (km) des tourbillons. . . . 26 3.11 variation saisonnière des tourbillons générés dans les boîtes 1 et 2. . . . 27 3.12 Variation saisonnière a) des Amplitudes, b) des rayons et c) de l’énergie
cinétique des tourbillons au nord du Brésil. . . . 27
Liste des Acronymes et Abréviations viii
Liste des Acronymes et Abréviations
AVISO . . . Archiving,Validation and Interpretation of Satellite oceanographic data BC . . . Brasil Current
DORIS . . . Doppler and Radiopositioning Integrated by Satellite s EUC . . . Equatorial Under-Current
EKE . . . Eddy Kinetic Energy GC . . . Guinea Current GD . . . Guinea Dome
MDT . . . Mean Dynamics Topography MSS . . . Mean Sea Surface
NBC . . . North Brasil Current
NBUC . . . North Brasil Under-Current NEC . . . North Equatorial Current
NECC . . . North Equatorial Counter Current SEC . . . South Equatorial Current
NEUC . . . North Equatorial Under-Current SEUC . . . South Equatorial Under-Current SLA . . . Sea Level Anomaly
SSH . . . Sea Surface Height
Table des matières ix
Table des matières
Dédicaces i
Remerciements ii
Résumé iv
Abstract vi
Table des figures vii
Liste des Acronymes et Abréviations x
1 INTRODUCTION GENERALE 1
1.1 LES COURANTS DE GRANDES ECHELLES DANS L’OCEAN ATLAN- TIQUE TROPICAL . . . 1 1.2 LES TOURBILONS DE MESO-ECHELLE. . . 3
2 DONNEES ET METHODES 5
2.1 L’ALTIMETRIE SPATIALE : PHYSIQUE DE LA MESURE ET QUAN- TITES DERIVEES. . . 5 2.2 LES DONNEES UTILISEES . . . 7 2.2.1 LES DONNEES ALTIMETRIQUES . . . 7 2.2.2 LES DONNEES DE BOUEES DERIVANTES DE SURFACE . . . 7 2.2.3 LES DONNEES DE BATHYMETRIE . . . 8 2.3 IDENTIFICATION DES TOURBILLONS ET PROPRIETES DES TOUR-
BILLONS . . . 8 2.3.1 IDENTIFICATION DES TOURBILLONS : DETECTION ET SUIVI 8 2.3.2 PROPRIETES DES TOURBILLONS . . . 10 2.4 APPROCHE THEORIQUE POUR LA DISTINCTION DES TOURBILLONS
ET ONDES . . . 11
3 RESULTATS ET DISCUSSION 15
3.1 CARACTERISTIQUES MOYENNES DES STRUCTURES TOURBILLON- NAIRES DANS L’OCEAN ATLANTIQUE TROPICAL. . . 15 3.1.1 DISTRIBUTION SPATIALE DES TOURBILLONS DETECTES. 15
Table des matières x
3.1.2 DISTRIBUTION DES PROPRIETES MOYENNES : AMPLITUDES, RAYONS ET ENERGIE CINETIQUE. . . 16 3.1.3 GENERATION ET DISSIPATION DES TOURBILLONS. . . 20 3.1.4 DUREE DE VIE ET PROPAGATION DES TOURBILLONS. . . . 21 3.2 DISTINCTION ENTRE STRUCTURES TOURBILLONNAIRES ET ONDES
LINEAIRES. . . 22 3.3 VARIATION SAISONNIERES. . . 24
4 CONCLUSION ET PERSPECTIVES 28
Bibliographie 31
5 ANNEXES 34
Introduction 1
Chapitre 1
INTRODUCTION GENERALE
Au cours de mon stage, j’ai étudié les caractéristiques des tourbillons ainsi que leur variabilité saisonnière dans l’océan Atlantique tropical. Dans cette introduction, nous présenterons tout d’abord succinctement la circulation de grande échelle de cette région ainsi que sa variabilité saisonnière, puis les caractéristiques générales des tourbillons et enfin les objectifs de mon stage.
1.1 LES COURANTS DE GRANDES ECHELLES DANS L’OCEAN ATLANTIQUE TROPICAL
Dans les couches de surface, la dynamique de l’océan Atlantique subtropical est es- sentiellement caractérisée par la présence de deux grands gyres anticycloniques situés de part et d’autre de l’équateur, dont les courants sont relativement diffus sur le bord est de l’océan Atlantique et.au contraire intenses sur le bord ouest. Les branches équatoriales de ces gyres, qui traversent l’Atlantique d’est en ouest sont formées par le Courant Nord Equatorial (NEC pour North Equatorial Current) dans l’hémisphère Nord et le courant Sud équatorial (SEC pour South Equatorial Current) dans l’hémisphère Sud (Figure 1).
Le NEC situé entre les latitudes 12°N et 15°N est en partie alimenté par le courant des Canaries (CC pourCanary Current) (Mittelstaedt, 1991)[17], qui est une branche est du gyre subtropical nord. Le courant Sud Equatorial (SEC pour South Equatorial Current), est lui formé de trois branches, une branche au nord de l’équateur (nSEC), une centrée à l’équateur (cSEC) et une au sud entre 10-15°S (sSEC). Les nSEC et cSEC sont alimentés par une recirculation du contre-courant nord équatorial (NECC pour North Equatorial Counter Current) qui circule de l’Ouest à l’Est, via le courant de Guinée (Lumpkin et Garzoli, 2005)[20]. À l’approche des côtes Brésiliennes (entre 12°S et 15°S), le sSEC bi- furque pour former le Courant du Brésil (BC pour Brazilian Current) qui est la branche ouest du gyre subtropical sud s’écoulant vers le sud-ouest le long des côtes sud-américaines (Schott et al., 2004[22], Lumpkin et Garzoli, 2005[20]) et le sous-courant du Nord Brésil (NBUC pourNorth Brazil UnderCurrent) qui longe les côtes nord Brésiliennes (Figure 1).
Il circule vers l’ouest après avoir passé le cap San Roque (4-5°S) où il sera intensifié par le flux du cSEC. Cette intensification lui fait perdre son caractère de sous courant et il conti- nue alors son évolution comme un courant de surface, le courant du Nord Brésil (NBC pour North Brazilian Current) (Schott et al., 2004[22] ). Le NBC traverse l’équateur et
Introduction 2
est intensifié par le nSEC à 2-3°N, 45-46°W (Lumpkin et al., 2005[20]). Une partie de ce puissant courant est alors rétrofléchie vers 5-8°N et 45-50°W. Le reste du NBC continue son écoulement vers le nord-ouest pour former le courant de Guyane.
Figure 1.1 – a )Représentation Schématique de la circulation océanique et principaux courants dans l’océan Atlantique Tropical, (Schott et al. (2004) [22]) et b )Représentation schématique des courants zonaux dans l’océan Atlantique tropical montrant des cisaille- ments entre les courants en fonction de la latitude et de la profondeur (Bourlès 2008[7]).
En subsurface, la circulation équatoriale est essentiellement zonale et composée d’une part du Sous Courant Equatorial (EUC pourEquatorial UnderCurrent), situé à une cen- taine de mètres en profondeur et dont le noyau est centré à l’équateur et d’autre part des Sous Courants Equatoriaux Nord et Sud (NEUC et SEUC), situés un peu plus en profon- deur et de part et d’autre de l’équateur à environ 2.5°N et 2.5°S. Ces derniers transportent des eaux riches en nutriments vers les zones d’upwelling à l’est du bassin et dans les dômes d’Angola et de Guinée (Schott et al., 2004)[22]. Ces différents courants de grandes échelles sont hautement énergétiques notamment aux bords Ouest où ils sont très intenses ; mais du fait des effets des cisaillements horizontaux et verticaux qui existent entre eux, ainsi que de leur interaction avec la bathymétrie non uniforme (changement de pentes, talus continentaux, îles, ligne de côte, etc.), ils deviennent fortement instables et génèrent des mouvements à des échelles plus réduites, notamment à moyenne échelle ou méso-échelle, objet de la présente étude. Les courants de surface étant soumis directement au forçage du vent, leur variation saisonnière est fortement liée au régime des alizés et de la position de la zone de convergence intertropicale (ITCZ) dans l’océan Atlantique tropical. En effet, durant l’hiver boréal, les vents sont faibles à l’équateur, la zone de convergence intertro- picale (ITCZ), repoussée par les alizés du Nord-Est, est dans sa position la plus au sud et les courants sont faibles. Il s’agit notamment du NEC, du SEC, du BC du NBC du SEC et du GC. Pendant cette saison, on note l’absence du NECC qui faiblit totalement (R.
Lumpkin et al., 2005[20] ; Richardson and Reverdin, 1987[21]),. Pendant l’été boréal, ce sont les alizés de l’hémisphère sud qui se développent et on observe une intensification des vents et donc des courants de surface (SEC, NEC, BC, NBC, GC). Le NECC réapparaît
Introduction 3
et renforce le GC en été boréal. Pendant cette saison, les eaux de surface sont plus froides avec la présence des upwellings côtiers et l’apparition de la langue d’eau froide équatoriale.
1.2 LES TOURBILONS DE MESO-ECHELLE.
Les tourbillons de méso-échelle sont des structures océaniques quasi-circulaires, tour- nant sur elles-mêmes, avec des échelles spatiales de l’ordre de 100, plus exactement de quelques dizaines à plusieurs centaines de kilomètres. Ils font partie intégrante de la dynamique océanique et possèdent des durées de vie allant du jour à des dizaines de semaines (voire plusieurs mois pour les structures très cohérentes comme les anneaux du Gulf Stream) et peuvent se déplacer sur des dizaines voire des centaines de kilomètres. Ils peuvent se former et se dissiper un peu partout dans l’océan (Fu et al., 2010[14]) et de leur naissance jusqu’à leur dissipation, les tourbillons de mésoéchelle peuvent piéger en leur sein des masses d’eau aux caractéristiques bien déterminées et différentes des masses d’eau environnantes. Ils jouent donc un rôle important dans la redistribution de propriétés physiques, chimiques et biogéochimiques dans les océans. D’un point de vue biologique, le transport de masses d’eau par les tourbillons peut favoriser le développement du phy- toplancton en apportant des éléments nutritifs dans des régions oligotrophes (Rousselet et al., 2016[15]). De plus la majeure partie de l’énergie cinétique des océans est domi- née par celle contenues dans les tourbillons (Fu et al., 2010[14]). Il existe deux types de tourbillon, les cyclones (CE) et les anticyclones (AE) qui se différencient par leur sens de rotation respectivement antihoraire et horaire dans l’hémisphère nord et inversement dans l’hémisphère sud. D’une manière générale et comme signalé plus haut, la formation des tourbillons peut être due à plusieurs processus dont notamment la déstabilisation des courants de grandes échelles comme le Gulf Stream dans l’océan Atlantique Nord, le Kuroshio dans l’océan Pacifique Nord et le courant des Aiguilles dans l’océan indien Sud ainsi que le courant Circumpolaire dans l’océan Austral autour de l’Antarctique. Dans l’Atlantique tropicale, les îles comme les îles Canaries (Aristégui et al., 1994[2]), les effets des caps (Djakouré et al., 2014[9]) ou encore les cisaillements entre les courants comme le NECC et nSEC, sont propices pour engendrer des instabilités qui génèrent à leur tour des tourbillons de méso-échelle. De même la région équatoriale étant connu pour les ondes d’instabilité tropicales (TIW, Tropical Instability Waves) (Athié and Marin, 2008 ; Cal- tabiano et al., 2005), ces ondes d’instabilité peuvent générer elles aussi des tourbillons.
Dans l’océan Atlantique tropical, les tourbillons de mésoéchelle ont été explorés (Chel- ton et al., 2011[10] et Fu et al., 2010[14]) mais à l’échelle globale. Ces investigations, donnent un aperçu général des caractéristiques de ces structures. Ce pendant on n’a pas une bonne appréciation de ces structures d’un point de vue régionale, c’est-à-dire à une échelle d’observation un peu plus réduite notamment dans l’océan Atlantique tropical.
Récemment les systèmes d’upwelling de bord est de Canarie et du Benguela ont égale- ment fait l’objet d’études spécifiques qui ont permis de caractériser de manière détaillée les tourbillons qui y sont formés tant à l’échelle horizontale (e.g. Chaigneau et al, 2009[4]) que sur la verticale (e.g. Pegliasco et al., 2015[19]). Le but de la présente étude est donc
Introduction 4
de déterminer, à partir essentiellement des données altimétriques de hauteur de mer, les principales caractéristiques physiques (taille, durée de vie, énergie cinétique, amplitude, etc.) des tourbillons de méso-échelle dans l’océan Atlantique tropical. Nous disposons actuellement d’une longue série de données altimétriques (plus de 25 ans depuis Aout 2017 !) permettant d’aborder la variabilité de cette activité mésoéchelle sur des échelles saisonnière à interannuelle. Nous allons également mener une étude sur la distinction des structures cohérentes ou tourbillons et les structures non cohérentes, ou ondes qui sont dispersées et dissipées sous l’effet beta planétaire. Enfin nous explorerons en partie la variabilité saisonnières de cette activité méso-échelle dans la zone d’études . Les données et méthodes utilisées seront exposées dans le chapitre 2 suivies du chapitre 3 dans lequel seront présentés les principaux résultats de ce stage sur les différentes caractéristiques des tourbillons, leurs formations, leur dissipation ainsi que leur variabilité saisonnière. Les conclusions et perspectives de ce travail de stage seront ensuite données dans une dernière partie.
Données et Méthodes. 5
Chapitre 2
DONNEES ET METHODES
2.1 L’ALTIMETRIE SPATIALE : PHYSIQUE DE LA MESURE ET QUANTITES DERIVEES.
L’altimétrie spatiale est une technique permettant de mesurer des hauteurs à la surface de la terre au moyen d’un radar altimétrique embarqué sur un satellite. En océanogra- phie, la hauteur de la mer (SSH, Sea Surface Height) peut être mesurée grâce à cette technique. Le principe de la physique de la mesure est décrit sur la figure 2.1. Dans une première phase, la distance entre le satellite et la surface est mesurée en déterminant le temps aller-retour satellite-surface-satellite des ondes radar de très hautes fréquences (3,2 - 35GHz) émises à la verticale (nadir) en direction du sol par l’altimètre embarqué à bord du satellite, grâce à une horloge de haute précision. Ce temps (∆t) est converti en distance en multipliant sa moitié par la vitesse de la lumière C, à laquelle se propage théoriquement l’onde incidente et réfléchie. On obtient ainsi la distance altimétrique (en jaune sur la figure1) :
distance altimétrique= C×∆t
2 (2.1)
Dans une seconde phase, la SSH est déterminée en calculant la différence entre l’alti- tude du satellite (en blanc sur la Figure 1) par rapport à l’ellipsoïde de référence (référence des hauteurs – modèle mathématique approximant au mieux la forme de la terre) et la distance altimétrique.
SSH =Altitude du satellite−Distance altimétrique (2.2) Afin d’utiliser cette mesure en océanographie, il est important de connaître avec pré- cision l’orbite du satellite par rapport à l’ellipsoïde de référence. Pour cela, le système DORIS, (Doppler Orbitography and Radiopositioning Integrated by Satellite), système développé par le Centre National d’Etudes Spatiales (CNES) ainsi que les systèmes de positionnement GPS sont utilisés pour localiser avec précision l’orbite des satellites altimé- triques. Plusieurs satellites altimétriques sont actuellement en vol dans l’espace mesurant par ce procédé la hauteur de surfaces des océans (SSH). Toutefois, la précision de ces me- sures altimétriques dépend de plusieurs facteurs dont notamment, l’état de la mer(vagues)
Données et Méthodes. 6
Figure 2.1 – a) principe de mesure altimétrique et b) différents satellites alti- métriques lancés depuis 1992 http: // www. aviso. altimetry. fr/ fr/ techniques/
altimetrie/ principe/ principe-de-base. html.
et les conditions de transmission du signal dans l’atmosphère. En effet, les vagues pro- duisent des irrégularités dans la durée de retour du signal ce qui induit des fluctuations de l’écho. De même la célérité C des ondes radar peut diminuer à la traversée de l’at- mosphère selon le taux d’humidité et d’ionisation, ce qui nécessite des ajustements pour améliorer la précision de la mesure. D’autres corrections liées à l’irrégularité du géoïde et aux conditions de marée sont également appliquées. Une fois l’ensemble des corrections appliquées, on estime que la SSH peut être estimée avec une précision de 2 cm. Les prin- cipales grandeurs dérivant de cette mesure sont la topographie dynamique, l’anomalie du niveau de la mer, le champ de vitesse géostrophique, l’énergie cinétique qui sont expli- quées ci-dessous. La topographie dynamique ou hauteur dynamique est la quantité de base qu’on obtient directement de la mesure altimétrique en soustrayant le géoïde (sur- face équipotentielle du champ de gravité, correspondant à la forme de l’océan supposé au repos). Le géoïde est fondamental dans l’étude de la dynamique de surface mais son estimation manque de précision pour étudier la dynamique de méso-échelle. Comme il est invariant aux échelles de temps considérées, il est donc possible de l’approximer par la moyenne temporelle de la SSH en chaque position le long des traces au sol répétitives des satellites. Cette moyenne représente le niveau moyen de la surface de la mer (MSS, Mean Sea Surface), ce qui permettra d’évaluer sous forme d’anomalie la partie variable de la surface. On définit ainsi l’anomalie de surface de la mer (SLA, Sea Level Anomaly).
C’est cette anomalie qui est utilisée au cours de ce stage pour identifier les tourbillons de mésoéchelle. En se servant également du SLA on peut estimer les composantes zonale (u’) et méridienne (v’) de l’anomalie du courant géostrophique.
SLA=SSH −M SS (2.3)
u0 =−g f
∂(SLA)
∂y (2.4)
Données et Méthodes. 7
v0 = g f
∂(SLA)
∂x (2.5)
Avec g l’accélération du champ de gravité, f le parmètre de Coriolis, x la distance zonale et y la distance méridienne (repère cartésien).
Les expressions de u’ et v’ n’étant pas valables à l’équateur du fait de l’annulation du paramètre de Coriolis f, une extension dans le calcul de la vitesse géostrophique est faite vers l’équateur (Largerloef et al, 1999[12]).
Ug =WbUb+WfUf (2.6)
Ugest la vitesse géostrophique totale,Ub, la vitesse géostrophique dans l’approximation du planβ etUf la vitesse géostrophique extra-équatoriale.WbetWf sont des poids affectés respectivement aux vitessesUbetUf et varient entre 0 et 1. A l’équateur,Wf = 0 etWb = 1 et vers les hautes latitudes, Wf tend vers 1 et Wb tend vers 0.
2.2 LES DONNEES UTILISEES
2.2.1 LES DONNEES ALTIMETRIQUES
Les principales données utilisées au cours de ce stage sont celles des produits multi- mission AVISO+, issues des observations altimétriques, sous la forme de SLA couvrant la période de Janvier 1993 à Mai 2016. Ces SLA, selon la dernière version mise au point par l’équipe AVISO+, sont calculées par rapport au niveau moyen du niveau de la mer (MSS) estimé sur une période de référence de 20 ans (1993-2012) et distribuées sur une grille au quart de degré et journalière.https://www.aviso.altimetry.fr/fr/donnees/
information-sur-les-produits/manuels-dutilisation-des-produits-aviso.html.
2.2.2 LES DONNEES DE BOUEES DERIVANTES DE SUR- FACE
Nous utilisons ici une climatologie mensuelle des courants de surface obtenue à partir des données historiques de trajectoires de bouées dérivantes de surface collectées sur la période 1979-2017(http://www.aoml.noaa.gov/phod/dac/dac_meanvel.php. Ces don- nées ont été filtrées avec un filtre passe-bas de 1.5 fois la fréquence inertielle locale ou de 5 jours si l’intensité de la vitesse est trop faible (Laurindo et al., 2017 [16]). Les données utilisées sont interpolées sur une grille régulière de 0.5 degré.
2.2.3 LES DONNEES DE BATHYMETRIE
Les données de bathymétrie (topographie du fond de l’océan) sont issues de la base de données GEBCO (General Bathymetric Chart of the Ocean) distribuée sur une grille ayant une résolution spatiale de 1/60°http://www.gebco.net/data_and_products/gridded_
bathymetry_data/data_formats/.
Données et Méthodes. 8
2.3 IDENTIFICATION DES TOURBILLONS ET PRO- PRIETES DES TOURBILLONS
2.3.1 IDENTIFICATION DES TOURBILLONS : DETECTION ET SUIVI
Dans l’océan mondial, un très grand nombre de structures tourbillonnaires peut être détecté à tout instant (Fu et al, 2010)[14] sur les cartes de SLA et cette détection re- quiert l’utilisation d’un algorithme adéquat. L’une des premières techniques de détection automatique a été celle développée par Isern-Fontanet et al.(2003)[13] s’appuyant sur le paramètre d’Okubo-Weiss (Okubo, 1970 [18] et Weiss, 1990[25]). Cette méthode se base sur les caractéristiques physiques des courants telles que la vorticité. Ainsi le paramètre d’Okubo-Weiss W est défini par la formule :
W =S2−ω2 (2.7)
où S représente le taux de déformation total (étirement et cisaillement) etωla vorticité relative. Les limitations de cette méthode sont liées au choix arbitraire d’un seuil pour W (qui dépend des régions considérées) et la détection de ‘’faux tourbillons” (Chaigneau et al. 2008)[5]. D’autres méthodes d’identification automatique des tourbillons, à priori plus efficaces, ont ensuite été développées, notamment celle deChaigneau et al. (2008[5] ; 2009[4]) basée sur la fermeture des lignes de courants. C’est cette méthode de détection de tourbillons appliquée aux cartes de SLA qui a été utilisée durant ce stage. Pour détecter les tourbillons, cet algorithme recherche dans un premier temps, les centres des tourbillons correspondant à des extréma locaux de SLA, en utilisant une fenêtre glissante de 1°×1°.
Un minimum local correspond au centre d’un cyclone tandis qu’un maximum correspond au centre d’un anticyclone (Figure 2.2). Ensuite, pour chaque centre identifié, l’algorithme procède à la recherche du bord du tourbillon correspondant au contour fermé de SLA le plus éloigné possible du centre et ne contenant qu’un seul centre précédemment identifié.
Cette étape est effectuée par dichotomie des valeurs de SLA autour du centre du tourbillon, ce qui permet, en appliquant un critère de convergence, d’identifier rapidement la limite entre une ligne ouverte et une ligne fermée de SLA (et donc de courant géostrophique).
Une fois le tourbillon détecté à la date t, l’étape suivante consiste à déterminer son évolution spatio-temporelle et donc de pouvoir le repérer à une date ultérieure t+dt (ici dt = 1 jour). Un autre algorithme est dédié à cette tâche (Chaigneau et al, 2008 [5] ; Pegliasco et al, 2015[19]), dont nous présentons ici le principe de fonctionnement.
Lorsqu’un tourbillon est détecté à la date t, l’algorithme recherche une intersection entre son contour Ct et tous les contours C(t+dt) de la date t + dt, soit donc :
I =Ct∩Ct+dt (2.8)
Plusieurs résultats sont possibles en utilisant cette méthode comme illustré sur la Figure 2.3. Il peut y avoir intersection (Figure 2.3c-f) ou pas (Figure 2.3b). Les cas d’intersection
Données et Méthodes. 9
Figure 2.2 – Exemple de détection des tourbillons sur une carte donnée de SLA dans l’océan Atlantique. a] Les centres des tourbillons cycloniques et anticycloniques sont in- diqués en vert et noir respectivement. b] Zoom (boite en noir sur la figure a) sur un tourbillon particulier où le bord du tourbillon détecté (contour fermé de SLA) est indiqué par le contour rouge. Le rayon apparent du tourbillon est représenté par le (rayon (en jaune) du cercle noir) du tourbillon détecté, expliqué dans la suite du texte.
Figure 2.3 – Illustration des différentes solutions de l’équation (2.8). Les traits pleins représentent le contour du tourbillon à la date t et les pointillés représentent les différents contours possibles à la date t+dt. (d’après Pegliasco et al., 2015) [19].
peuvent être multiples et variés. Pour le cas le plus simple, le contour C(t+dt) intercepte un seul contourC(t(Figure 2.3 d). Lorsque le contourC(t+dt) est plus petit ou plus grand (Figure 2.3e et 2.3f, respectivement), le tourbillon est considéré comme ayant été réduit en taille ou ayant augmenté de taille. Dans chacun de ces trois cas, les tourbillons cor- respondants aux dates t et t+dt constituent un même tourbillon qui s’est déplacé durant l’intervalle de temps dt. L’ensemble des positions occupées par un tourbillon durant son déplacement constitue sa trajectoire. Si au cours du suivi du tourbillon, le cas b se pré-
Données et Méthodes. 10
sente sur plusieurs cartes successives, le tourbillon est considéré comme s’étant dissipé et la trajectoire est stoppée. La première et la dernière position géographique où le tour- billon est repéré, représentent son point de génération et de dissipation, respectivement.
S’il y a intersection entre plusieurs contours à la date t+dt, deux hypothèses sont émises : le tourbillon initial se subdivise en deux autres tourbillons ou un autre tourbillon s’est ajouté au premier (Figure 2.3c). Il est alors question de déterminer les ressemblances entre chacun de ces deux tourbillons à la date t+ dt et celui de la date t. Une fonction de coût est alors calculée (Pegliasco et al, 2015) [19] et le tourbillon au temps t+dt le plus similaire au tourbillon au temps t en terme de taille d’amplitude et d’énergie est rajouté à la trajectoire. Il ressort alors deux types de trajectoires (figure 2.4) : les tra- jectoires principales et les trajectoires secondaires. Ces dernières sont obtenues lorsqu’un tourbillon se subdivise en deux (on parle de splitting) ou bien lorsqu’un autre tourbillon vient s’unir au principal (dans ce cas on parle de merging). Au cours de ce stage, seules les trajectoires ayant une durée d’au moins trente jours ont été étudiées afin de limiter le nombre de petites structures moins énergétiques et cohérentes et jouant donc un rôle moindre sur la redistribution de l’énergie et des traceurs dans l’océan.
Figure 2.4 – Les différents types de trajectoires. (Cori PEGLIASCO, 2015, pp 51[6]).
2.3.2 PROPRIETES DES TOURBILLONS
Un tourbillon est caractérisé par un centre, une amplitude, un rayon et une énergie cinétique qu’il transporte. Le centre du tourbillon est représenté par l’extrémum local du niveau de SLA, un minimum pour les cyclones et un maximum pour les anticyclones. La Surface est définie par l’aire du vortex délimité par le contour fermé représentant le bord du tourbillon. Cette surface permet d’évaluer le rayon moyen du tourbillon en l’assimilant à un disque de même aire. La différence des niveaux SLA entre le centre du tourbillon et le bord définit l’amplitude. L’énergie cinétique tourbillonnaire (EKE, Eddy Kinetic Energy) est l’énergie par unité de masse que transporte le tourbillon. Elle vaut la moitié du carré de la vitesse géostrophique résiduelle et s’exprime encm2s−2.
Données et Méthodes. 11
Amplitude=|SLAcentre˘SLAbord| (2.9)
Rayon=
sSurf acedutourbillon
π (2.10)
EKE = u02+v02
2 (2.11)
2.4 APPROCHE THEORIQUE POUR LA DISTINC- TION DES TOURBILLONS ET ONDES
Au cours de ce stage, nous avons voulu vérifier que les structures détectées étaient bien des tourbillons (vortex) et non des ondes. Les ondes ne transportent pas les traceurs et sont dispersées par l’effetβplanétaire. Il est alors important de pouvoir distinguer les structures plus cohérentes (les tourbillons) qui elles se déplacent en transportant des propriétés. Il est tentant de se reposer sur des approches telles que le critèred0Okubo−W eiss, qui teste la capacité d’une structure à résister au cisaillement, mais cette approche est basée sur une évaluation instantanée des courants locaux et ne permet pas de tenir compte de l’effet dispersif dû à l’effet beta planétaire. Par ailleur, la méthode décrite dans la partie 2.3 et utilisée pendant ce stage a très peu été appliquée dans les régions proches de l’équateur où l’approximation géostrophiques n’est plus valide. De plus, dans ces régions, la signature en SLA des ondes équatoriales peut être proche de celle des tourbillons. Afin de faire la distinction ondes/tourbillons, une méthode relativement simple consiste à comparer le gradient de vorticité au sein du vortex (βvortex) et le gradient méridien de vorticité planétaire (β =dydf où f est le paramètre de Coriolis). Trois hypothèses sont formulées afin de calculer βvortex :
Hypothèse1 : Approche géostrophique :
L’équilibre entre les forces de pression et la force de Coriolis se traduit par f V =− ∆P
∆R·ρ0 ⇒V =− ∆P
f∆R·ρ0 (2.12)
Avec V, le champ de vitesse géostrophique, ∆P la différence de pression liée à la hauteur d’eau sur la distance ∆R etρla masse volumique moyenne de l’eau de mer.
La vorticité relative ξ est définie par le rotationnel du champ de vitesse V
ξ=rotV = ∆2Ψ (2.13)
Données et Méthodes. 12
où Ψ est la fonction de courant définie par :
Ψ = P
f·ρ0 = ρ0·g·η
f·ρ0 = g·η
f (2.14)
η représente l’amplitude (en terme de SLA) du tourbillon.
Hypothèse2 : Approximation d’un tourbillon de forme Gaussienne
La fonction de courant dans l’approximation d’un tourbillon ayant une forme gaussienne en SLA est définie par :
Ψ = Ψ0e−(Rr)2 = g·η0
f e−(Rr)2 (2.15)
R est le rayon dynamique du tourbillon, r est la distance au centre du tourbillon etη0
la hauteur d’eau entre le centre du tourbillon et son bord,.
Dans cette approximation, la vorticité relative est donnée par : ξ = ∆2Ψ = 1
r∂r(r∂rΨ) =−4Ψ0
R2[1−(r
R)2]e−(Rr)2 (2.16)
La vorticité étant maximale au centre du vortex c’est à dire à r = 0, on obtient : ξmax =−4Ψ0
R2 =−4g·η0
f ·R2 (2.17)
Hypothèse3: Modèle à deux couches :
Comme expliqué plus haut, le critère de distinction onde/tourbillons est basé sur le calcul du gradient de vorticité potentielle. Si la vorticité relative de surface peut être di- rectement calculée partir de la SLA, ce n’est pas le casde la vorticité potentielle qui prend
Données et Méthodes. 13
en compte la stractification. D’autres hypothèses sont alors nécessaires pour évaluer la vorticité potentielle de la perturbation. La forme linéaire de la vorticité potentielle (q) en surface dans l’hypothèse du modèle quasi-géostrophique et de la faible variation de l’épaisseur de la couche de surface et d’une hypothèse de structure intensifiée en surface (la dynamique dans les couches plus profondes est négligée) est donnée par :
q1 ≈ξ1− f2·Ψ1
g0·h1 (2.18)
L’expression (g0f·h21) est l’équivalent de R12 d
, où Rd est le rayon de déformation de Rossby.
L’expression de la vorticité potentielle dans la couche superficielle devient :
q1 ≈ξ1 −Ψ1
R2d (2.19)
D’après les formules (2.15) et (2.16) on obtient : q1 =−4Ψ0
R2[1−(r
R)2]e−(Rr)2 −Ψ0
R2de−(Rr)2 (2.20)
q1 = Ψ0 R [−4
R (1−(r
R)2)− R
R2d]e−(Rr)2 (2.21)
q1 est maximale au centre du vortex (r = 0) ; qmax1 = Ψ0
R [−4
R (1− R
R2d)] = −4Ψ0
R2(1 + R2
4R2d)] (2.22)
On obtient finalement en remplaçant ( 2.17 ) dans 2.22 q1max =ξmax(1 + R2
4R2d) (2.23)
En considérant ces approximations, le gradient de vorticité βvortex entre le centre (où q=qmax1 ) et le bord (oùq= 0) du tourbillon est donc donné par l’expression
βvortex = ξmax
R (1 + R2
4Rd2) (2.24)
Données et Méthodes. 14
Si βvortexβ > 1 alors le vortex représente un tourbillon cohérent
Si βvortexβ < 1, il ne s’agit donc pas d’un tourbillon mais d’une simple perturbation qui se disperse et se dissipe sous forme d’ondes.
Pour chaque tourbillon identifié sur les cartes de SLA, un βvortex est estimé en considé- rant les équations présentées ci-dessus. Ce paramètre sera comparé au gradient méridien du paramètre de Coriolis au centre de chaque tourbillon afin d’estimer si les tourbillons sont vraiment associés à des structures cohérentes ou à des structures se dissipant sous forme d’ondes. Notons que le rayon de déformation de RossbyRdest estimé à partir de la climatologie de Chelton et al. (1998)[11] et que le rayon dynamique du tourbillon R est associé dans un premier temps au rayon apparent calculé par l’algorithme de détection.
Resultats et Discussion 15
Chapitre 3
RESULTATS ET DISCUSSION
3.1 CARACTERISTIQUES MOYENNES DES STRUC- TURES TOURBILLONNAIRES DANS L’OCEAN ATLANTIQUE TROPICAL.
Dans ce chapitre nous allons présenter les principales caractéristiques (tailles, am- plitudes, EKE) des tourbillons cycloniques et anticycloniques et leurs distributions géo- graphiques dans l’océan Atlantique Tropical. Nous exposerons également leur variabilité saisonnière
3.1.1 DISTRIBUTION SPATIALE DES TOURBILLONS DE- TECTES.
Dans l’océan Atlantique tropical (30°S-30°N), un total de 32428 tourbillons a été dé- tecté sur la période d’étude (1993-2016). Cet ensemble est constitué de 52% de cyclones et 48% d’anticyclones. La Figure 3.1a montre la distribution géographique de ces tour- billons. Les régions particulièrement marquées par de fortes présences de tourbillons sont les deux grands systèmes d’upwelling de bords Est au niveau des Canaries et du Benguela où l’on peut dénombrer jusqu’à 3000 tourbillons par degré carré (1° de longitude x 1° de latitude). Ces deux régions sont favorables à la génération de tourbillons à l’instar des systèmes d’upwelling du Pérou-Chili et de Californie dans l’océan Pacifique (Chaigneau et al, 2009 [4] ; Pegliasco et al, 2015[19]). Les tourbillons sont également nombreux le long des côtes Brésiliennes et dans les parties équatoriales des gyres subtropicaux des deux hémisphères contrairement à la région équatoriale située entre les latitudes 12°N et 12°S caractérisée par un nombre relativement faible de tourbillons.
D’une manière générale, il n’y a pas de préférence géographique pour chaque type de tourbillons. Les cyclones et les anticyclones sont répartis de manière quasiment homogène (Chelton et al., 2011)[10]. La Figure 3.1b montre la polarité des tourbillons, c’est-à-dire la probabilité pour un tourbillon d’être un cyclone (polarité < 0) ou un anticyclone (polarité
>0). Elle est définie par :
P olarité = N ombreAnticyclone−N ombreCyclone
N ombreAnticyclone+N ombreCyclone (3.1)
Resultats et Discussion 16
Figure3.1 – (a) Répartition géographique des tourbillons détectés sur la période d’étude (1993-2016) et (b) leur polarité. Les flèches noires représentent les vitesses géostrophiques moyennes et les lignes magenta, la limite du plateau continental.
La différence de polarité entre les cyclones et les anticyclone n’excède pas 10% quelle que soit la région considérée dans l’océan Atlantique tropical, confirmant ainsi les travaux antérieurs (e.g. Chelton et al., 2011)[10].
3.1.2 DISTRIBUTION DES PROPRIETES MOYENNES : AM- PLITUDES, RAYONS ET ENERGIE CINETIQUE.
Dans cette étude, afin de ne considérer que les structures les plus énergétiques, nous ne retenons que les tourbillons ayant une durée de vie supérieure à 30 jours et dont les ampli- tudes et les rayons sont en moyenne (le long des trajectoires) supérieurs à 1 cm et 30 km, respectivement. La Figure 3.2 présente, dans différentes sous-régions, la distribution sta- tistique (en pourcentage) des caractéristiques des tourbillons pour des classes d’amplitude de 1 cm, de rayon de 20 km et d’EKE de 25cm2s−2. À l’échelle de tout le bassin (courbes vertes), environ 45% des tourbillons présentent une amplitude comprise entre 1 et 2cm ; la majorité ont un rayon inférieur à 100 km. De même, plus de 50% des tourbillons possèdent une énergie cinétique inférieure à 50cm2s−2. Ces observations montrent la dominance des petites structures tourbillonnaires dans l’océan atlantique tropical. Vu l’aspect relative- ment zonal de la répartition géographique des tourbillons (Figure 3.1), nous avons scindé le bassin en trois sous-régions afin d’étudier les histogrammes dans différentes régions de la zone d’étude. Une boîte nord entre 12°N et 30°N, une boîte centrale entre 12°N et 12°S et une boîte sud entre 12°S et 30°S. Les mêmes histogrammes dans chacune de ces trois boîtes (Figure3.2) révèlent que la boîte centrale, contient des structures plus énergétiques et ayant de plus grands rayons. En effet, dans cette région les tourbillons présentent un
Resultats et Discussion 17
Figure 3.2 – Histogrammes de distribution des amplitudes, rayons et EKE des tour- billons.
rayon moyen de 80 à 100 km et une énergie cinétique moyenne pouvant atteindre 500 cm2s−2 contrairement aux sous-régions nord et sud ayant des caractéristiques similaires à l’ensemble de l’Atlantique tropical (courbe verte sur la Figure 3.2).
L’échelle spatiale des tourbillons dans ces trois régions est confirmée par la Figure 3.3a qui montre que les rayons des tourbillons sont fonction de la latitude, avec une augmen- tation des rayons vers les basses latitudes. Ce résultat est en accord avec ce que prévoit la théorie quasi-géostrophique, notamment le rayon de déformation de Rossby du premier mode barocline (Rd). En effet, ce rayon théorique est inversement proportionnel au para- mètre de Coriolis (f) d’après les équations 3.2 et 3.3 . Rd donne l’échelle caractéristique des tourbillons dans l’océan.
Rd = C
f (3.2)
pour les latitude supérieur à 5°
Rd= ( C
2β)2 (3.3)
pour la bande 5°N−5°S
Avecβ=dydf et C la vitesse de phase des ondes de gravité baroclines, fonction du premier gradient en densité donc de la stratification.
cependant, la comparaison entre les rayons des tourbillons et le rayon théorique de défor- mation de Rossby (obtenu à partir de l’atlas deChelton et al, 1998)[11] en fonction de la latitude (Figure 3.3b), montre qu’aux moyennes latitudes (vers±30ř), les rayons des tour- billons font presque le double du rayon de déformation de Rossby. Les mêmes observations sont faites par les études de Chaigneau et al, (2009)[4] et Fu et al,. (2010)[14] ; dont les causes sont associées aux processus non linéaires liés à la formation de ces tourbillons et
Resultats et Discussion 18
probablement à la coalescence de ces structures. Aussi convient-il de noter que les fortes valeurs des rayons des tourbillons observées le long des côtes nord brésiliennes (Figure 3.3a) sont dues à la rétroflexion du courant Nord Brésilien qui génère de gros tourbillons tant cyclonique qu’anticyclonique (Richardson and Reverdin, 1987[21]).
Figure 3.3 – Distribution spatiale des amplitudes moyennes et EKE moyennes. : (a) en fonction de la longitude et de la latitude. Les flèches noires représentent les vitesses géostrophiques moyennes et les lignes magenta, la limite du plateau continental. (b) en fonction de la latitude pour les cyclones et anticyclones et le rayon de déformation de Rossby.
L’amplitude moyenne des tourbillons dans tout l’océan atlantique tropical varie entre 1 et 4 cm (Figure 3.4.a) excepté dans certaines régions à l’ouest du bassin. Dans ces zones, l’amplitude moyenne peut être supérieure à 10 cm, notamment le long du BC, du NBC vers les Antilles, et au sud-est du bassin, régions de fortes instabilités (Fu et al,. 2010[14] ; Chelton et al, 2011 [10]).
L’énergie cinétique des tourbillons est forte dans la région équatoriale et notamment au nord du Brésil (Figure 3.4b). Nous avons également observé un signal assez fort de cette EKE près des îles côtières de la Guinée Bissau (Figure 3.4b). Pour comprendre ces valeurs assez élevées de l’énergie cinétique notamment sur le plateau continental brésilien, nous avons fait une étude comparative de l’énergie cinétique obtenue à partir de l’altimétrie et celle obtenue par les trajectoires des bouées dérivantes de surface (Figure 3.5). L’analyse de cette figure montre qu’au nord du Brésil, l’EKE moyenne obtenue des bouées dérivantes de surface est très fortes par rapport à celle d’AVISO du fait de la dominance de la composante agéostrophique des vitesses des courants. Par contre sur le plateau continental brésilien, cette énergie est très élevée pour les observations AVISO et faible dans les bouées dérivantes. Les raisons qui expliquent cette différence résident peut-être dans la faible densité de drifters dans cette région, une surestimation de la vitesse géostrophique sur
Resultats et Discussion 19
Figure3.4 –Distribution spatiale des a)amplitudes et b)EKE moyennes des tourbillons.
Les flèches noires représentent les vitesses géostrophiques moyennes et les lignes magenta, la limite du plateau continental.
Figure 3.5 – Energie cinétique au nord du Brésil (en haut) et le long des côtes de la Guinée Bissau (en bas). Les flèches noires représentent les courants géostrophiques pour l’altimétrie (gauche) et pour les courants de surface des bouées dérivantes (droite).
le plateau continental liée à l’approximation géostrophique non valide et/ou la mesure altimétrique bruitée en milieu côtier (présence d’îles, etc.). Les mêmes remarques sont faites aux côtes guinéennes où toute l’énergie cinétique AVISO est concentrée sur le plateau
Resultats et Discussion 20
continental avec la présence de l’archipel de Bissagos constitué de plus de 80 îles pouvant bruitées fortement l’ écho radar de l’altimètre.
3.1.3 GENERATION ET DISSIPATION DES TOURBILLONS.
Les tourbillons peuvent se former partout dans l’océan (Fu et al., 2010[14]). Cepen- dant il existe des régions plus favorables à leur formation, comme par exemple les bords est des océans ou les zones de forts cisaillements de courants favorables à la génération d’instabilités baroclines ou barotropes. Dans l’océan Atlantique tropical, les tourbillons se forment, dans l’hémisphère nord, presque dans toute la bande de latitudes comprise entre 12°N et 30°N, notamment à l’Est, dans le système d’upwelling et au sud des îles du Cap Vert et des Canaries où au moins 4 tourbillons en moyenne peuvent se former par an dans chaque cellule de 2° x 2° (Figure 3.6a). Dans l’hémisphère sud, la formation des tourbillons est prépondérante dans les régions côtières, à l’Est dans le système d’upwelling du Benguela/Angola et à l’Ouest dans la zone de bifurcation du SEC et le long du BC.
Plusieurs mécanismes peuvent expliquer la formation de ces tourbillons dans ces régions notamment la présence des îles qui déstabilisent les courants océaniques comme le cas des îles Canaries (Aristegui et al., 1994[2]) et du Cap vert, les cisaillements entre les courants (par exemple entre le NECC et le nSEC ), les interactions entre les courants et les côtes ainsi que les systèmes de rétroflexion comme celui du NBC et du courant des Aiguilles qui génèrent un grand nombre de gros tourbillons. D’après la théorie quasi-géostrophique, les tourbillons se déplacent vers l’ouest. En conséquence, ils sont susceptibles de se dissiper pour la plupart à l’ouest du bassin (Figure 3.6b). C’est ce que montre la figure 3.6c avec les zones pour lesquelles la génération et la dissipation dominent à l’est et à l’ouest du bassin, respectivement. L’analyse de cette même figure et de la figure 3.5b montrent que dans l’hémisphère nord entre les latitudes 12°N et 30°N, il y a presqu’autant de dissipa- tion que de génération, ce qui suggère que les tourbillons générés dans cette zone ne se propagent pratiquement pas ou ont, une durée de vie assez courte pour la plupart. Ces hypothèses sont confirmées par les trajectoires des tourbillons (en annexe) montrant une dominance de courtes trajectoires dans cette région liées à la faible vitesse de propagation et la courte durée de vie des tourbillons comparativement à ceux de l’hémisphère sud.
3.1.4 DUREE DE VIE ET PROPAGATION DES TOURBILLONS.
Dans l’océan Atlantique tropical, les tourbillons cycloniques et anticycloniques ont presque tous des durées de vie similaires, mais celle-ci varie en fonction de leurs zones géographiques de génération. Une forte proportion des tourbillons, soit 42% des cyclones et 44% des anticyclones, est caractérisée par une durée de vie comprise entre 30 et 60 jours donc relativement courte (Figure 3.7a). Il n’y a pas à priori de relation claire entre les caractéristiques des tourbillons (rayons, amplitudes, EKE) lors de leur formation et leur durée de vie, contrairement au travaux de Chaigneau et al. (2008)[4] dans le Pacifique Sud-Est. Ces tourbillons de courtes durées de vie se trouvent en particulier dans la région équatoriale contrairement aux plus hautes latitudes où ils possèdent en moyenne une
Resultats et Discussion 21
Figure3.6 –(a) Génération, (b) dissipation et (c) rapport entre génération et dissipation des tourbillons par an et pour une résolution spatiale 2° x 2° avec pour les valeurs supé- rieures à 1 (inférieures à 1) les zones pour lesquelles la génération (dissipation) domine.
durée de vie jusqu’à 110 jours dans l’hémisphère nord et 150 jours dans l’hémisphère sud. Même si la durée de vie des tourbillons dans la zone équatoriale (12°S-12°N) est courte, ils se propagent sur de plus longues distances en raison de leur vitesse plus rapide et peuvent traverser l’ensemble du bassin Atlantique comme nous allons le montrer ci- dessous. La Figure 3.8, analogue à la Figure 1 d’Ubelman et Fu (2011)[23] obtenue dans l’océan Pacifique équatorial, présente les caractéristiques (taille, durée de vie et vitesse de propagation) de tous les tourbillons sur toute la période d’étude en fonction de la latitude.
L’intensité moyenne des courants zonaux (obtenus par approximation géostrophique et par les bouées dérivantes de surface) est aussi représentée sur cette figure, ainsi que la vitesse de phase des ondes de Rossby. Les caractéristiques des tourbillons dépendent fortement de la latitude moyenne à laquelle ils se situent. Ainsi, entre les latitudes 10°N et 10°S, la vitesse de propagation varie de 0.15m s-1 vers l’Est à l’équateur à 0.3-0.4 m s-1 vers l’Ouest à ±4°, tant pour les cyclones que pour les anticyclones. La taille et la vitesse zonale de propagation de ces tourbillons (figure 3.8), notamment pour les anticyclones, pourraient conduire à les qualifier comme étant associés aux ondes d’instabilité tropicales
Resultats et Discussion 22
(TIW, Tropical Instability Waves) (Athié and Marin, 2008 [3] ; Caltabiano et al., 2005 [1]), même si le signal est bien moins clair que dans le Pacifique équatorial (Ubelman et Fu, 2011)[23]. Par contre vers les latitudes proches de 15°N et 15°S, les vitesses de propagation des tourbillons n’excèdent pas 0.1 m s-1. La vitesse moyenne de propagation s’accordent plus à la vitesse de phase des ondes de Rossby à ces latitudes qu’aux plus basses latitudes. Nous pouvons aussi noter qu’entre les latitudes 5 et 15°S les tourbillons se déplacent presqu’à la vitesse zonale moyenne des courants de surface.
Figure3.7 –Durée moyenne de vie des tourbillons (en jour) pour toute la période d’étude (1992-2016) : (a) histogramme du pourcentage de tourbillon en fonction de leur durée de vie sur toute la zone d’étude, (b) la durée de vie des tourbillons en fonction de la latitude sur toute la zone d’étude, (c) la distribution spatiale de la durée de vie des tourbillons.
3.2 DISTINCTION ENTRE STRUCTURES TOUR- BILLONNAIRES ET ONDES LINEAIRES.
nous avons voulu vérifier si parmi les structures détectées, certaines n’ont pas un ca- ractère ondulatoire. pour cela, nous avons effectué une étude pour distinguer les ondes et
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Figure 3.8 –Distribution les tourbillons pendant la période d’étude en fonction de leur vitesse zonale de propagation et de la latitude. Les tourbillons sont représentés par des cercles de diamètres proportionnels à leurs échelles spatiales. la couleur du cercle (voir palette de couleur) indique la durée de vie de chaque tourbillon. Les courbes noires et vertes indiquent respectivement les vitesses zonales moyennes des courants géostrophiques et des courants totaux obtenus des bouées dérivantes de surface.
les vortex cohérents en nous basant sur le critère défini au Chapitre 2-4. Les résultats ob- tenus montrent que, sur l’ensemble du domaine, 6% environs des tourbillons détectés sont caractérisés par un rapport βvortexβ < 1 et à priori pourraient être considérés comme ayant un caractère ondulatoire plutôt que tourbillonnaire. Du fait que le paramètre de Coriolis devient extrêmement faible à l’équateur, la bande de latitude 5°N-5°S n’a pas été prise en compte dans ce calcul. Un des résultats marquants est que les tourbillons non cohérents qui se dispersent et se dissipent sous forme d’ondes sont nettement plus nombreux dans l’hémisphère Sud (Figure 3.9.a, voir aussi la figure 3.9.b qui montre la distribution des structures pour lesquelles, le rapport βvortexβ < 1.) où plus de 10%des structures qui y sont détectées sont de nature ondulatoire. Au contraire, dans l’hémisphère nord, ce rapport n’est que de l’ordre de 1% et donc, la quasi-totalité des structures détectées correspondent priori à des vortex cohérents. Ces résultats restent à expliquer en détails, mais sont cohé-
